книги из ГПНТБ / Будагов Б.А. Геоморфология и новейшая тектоника Юго-Восточного Кавказа

сел Демирчи, Астрахановка, на Апшеронском полуострове, :■ Дивичинском районе и т. д.

По данным В. Е. Хайна (1948), грязевые вулканы в тече­ ние плиоцена действовали в северо-западной части низкогорий южного склона Юго-Восточного Кавказа, а позже они постепенно перемещались в юго-восточном направлении и в четвертичное время охватили территорию, где они действуют в настоящее время.

Миграция грязевых вулканов была тесно связана с ана­ логичным процессом активизации складкообразования в на­ правлении с северо-запада на юго-восток. А. Б. Ронов (1949) это объясняет тем, что изменение режима колебательных дви­ жений определяло одновременные изменения диаиирового, гидрогеологического и газового режима в зоне грязевых вул­ канов.

Заметное усиление активности грязевых вулканов с север- северо-запада на юг-юго-восток соответственно связано с перестройкой складчатости во времени и пространстве.

Исследования ряда авторов, особенно Д. А. Агаларовой (1945), доказали, что изменения стратиграфической приуро­ ченности корней грязевых вулканов тоже подчиняются опре­ деленной закономерности. В направлении с север-северо-за­ пада на юг-юго-восток корни грязевых вулкановиспытывают «омоложение», меняя свой возраст от юры до четвертичного периода. Выбросы юрских отложений присущи грязевым вул­ канам, которые развиты в зоне слабой активности грязевых вулканов Дибрарско-Яшминской тектонической зоны, Куркачидагского, Кемчинского поднятий и др.; породы мелового возраста характеризуют брекчию грязевых вулканов северной и центральной полосы Кобыстана, а третичных отложений — Юго-Восточного Кобыстана и мелководной полосы Каспий­ ского моря. По последним данным М. М. Зейналова (I960), корни грязевых вулканов северо-западной части Южного Ко­ быстана (Теюкахтарминский, Чеилдаг—Сюндинский, Гирда— Калантартапинский антиклинальные пояса) доходят до оли- гоцен-миоценовых отложений, а юго-восточной части (Б. Кянизадаг— Кылыч-Ташмарданский антиклинальный пояс и Алятская гряда) — до верхнего мела.

М. М. Зейналов (1960), анализируя историю развития Южного Кобыстана, пришел к выводу, что проявления грязе­ вых вулканов в век продуктивной толщи были слабыми, но заметно усилились в начале акчагыла, на что указывал еще И. М. Губкин (1937). В связи с активизацией новейших тек­ тонических движений проявление грязевых вулканов в апше­ ронском веке усиливается, о чем свидетельствует ископаемая сопочная брекчия (Айрантекян, Солахай, Ташмардан и др.). В результате регрессии четвертичного моря грязевые вулканы действовали в континентальных условиях. В Южном Кобы-

130

стане деятельность грязевых вулканов отмечается с верх­ него Майкопа и по настоящее время.

Активизация грязевых вулканов тесно связана и с сейсмич­ ностью Юго-Восточного Кавказа. Исследования предыдущих авторов, а также данные последних лет свидетельствуют о том, что грязевые вулканы извергаются и во время сильных подземных толчков, т. е. землетрясений.

Количественная характеристика новейших тектонических движений и их отражение в современном рельефе

За плиоцен-четвертичный период Большой Кавказ вообще и его юго-восточная оконечность в частности, был подвержен неотектоническим движениям огромного размаха. В этом не­ трудно убедиться на основании анализа высот и деформации поверхностей выравнивания и степени погруженности кореллятивных отложений, которые являются основными данными для количественной оценки амплитуды новейших тектониче­ ских движений. Начиная с меотиса по четвертичный период, в районе гор. Базар-Дюзи, Тфан и Шахдаг рельеф был при­ поднят на высоту порядка 3600 м. Продолжительность этого поднятия составляет около 12,5 млн. лет (Г. Д. Афанасьев, Г. П. Багдасарян, М. А. Гаррис, И. X. Хамрабаев, 1963). В таком случае средняя скорость поднятия составляет 0,3 мм в год. Интенсивность неотектонических поднятий не была оди­ наковой во времени и пространстве. Из 3600 м неотектонического поднятия на долю нижнесреднеплиоценового времени приходится 2000 м (табл. 2). Это воздымание произошло за

Т а б л и ц а 2

Новейшие тектонические поднятия

10 млн. лет, что составляет 0,2 мм в год. На долю верхнеплио- цен-четвертичного отрезка времени приходится 1600 м, что соответствует скорости поднятия 0,64 мм в год. Сравнение этих чисел показывает, что скорость подъема в течение верх- неплиоцен-четвертичного интервала значительно превышает

131

•скорость предыдущего этапа. Но и в течение верхнеплиоденчетвертичиого отрезка скорость поднятий распространяется неравномерно. За 1 млн. лет акчагыльского века среднее под­ нятие гор составило около 400 м, а за то же время в апшеронском веке величина поднятия достигала 800 м. Такая же как и в акчагыльском веке величина поднятия устанавливается для четвертичного периода — 400 м за 0,5 млн. лет. Таким образом, средняя скорость поднятия в акчагыле составила 0,4 мм в год, а в апшероне и четвертичном периоде — 0,8 мм в год (Б. А. Будагов, 1968). По данным А. Л. Цагарели (1966), для территории Грузии скорость неотектонических движении

темп роста гор на Юго-Восточном Кавказе. С этим никак нельзя согласиться.

Наряду с интенсивным поднятием происходило и прогиба­ ние отдельных депрессионных зон. Скорость прогибания также оказывается различной для разных депрессионных зон и раз­ личной в течение всего неотектонического этапа. Здесь, начиная с верхнего сармата средняя скорость опускания в западной части Аджиноурских предгорий измеряется величиной 0,25 мм в год.

Для Апшеронской области мы располагаем уверенными данными, начиная с века продуктивной толщи. Соотношение мощностей осадков и времени их накопления позволяет го­ ворить о погребении со средней скоростью в 1 мм в год. Для этого же отрезка времени скорость прогибания в Шемахин- ско-Кобыстанской области составила 0,8 мм в год. В Среднекуринской области, начиная с сармата, скорость прогибания определяется величиной 0,44 мм в год, а в Предталышском прогибе за верхнеплиоцен-четвертичный отрезок — всего

0,1 мм в год (табл. 3).

Общая амплитуда неотектонических движений на терри­ тории азербайджанской части Большого Кавказа и в приле­ гающих к ней депрессионных зонах тоже изменялась во времени и пространстве. Максимальная амплитуда неотекто­ нических движений (в пределах исследуемой территории) для сармата достигает 6600, века продуктивной толщи — 7600, акчагыла—3000, апшерона—4000, а для четвертичного пе­ риода— 1300 м (рис. 17). Следовательно, максимальная ам­ плитуда неотектонических движений то резко возрастала (век продуктивной толщи), то относительно падала (четвертичный период). Необходимо подчеркнуть, что в этом определении значение имеет и продолжительность отрезков времени.

Уместно отметить, что общий размах неотектонических движений в пределах Большого Кавказа оценивается разными исследователями по-разному. Так, амплитуда воздымания гребневой области Большого Кавказа за неотектоническое

132

время определяется в пределах от 3000 до 5000 м (Н. Е. Аста­

движений в пределах Большого Кавказа определяется интер­ валом величин от 9000 (Северный Кавказ) до 11 000—12 000 м (Восточный Кавказ).

Некоторые из исследователей (А. Л. Варданянд, 1948; А. Л. Цагарели, 1963, 1966; Е. М. Щербакова, 1965; Ф. С. Ахмедбейли, 1966 и др.) придают особое значение неотеконическим

А. Л. Цагарели считает, что мегантиклинорий Большого Кав­ каза и Аджаро-Триалет, сформированные к середине плиоце­ на и имевшие высоты ниже 1000 м, в течение верхнего плио­ цена были снивелированы.

Данные Ф. С. Ахмедбейли (1966) говорят о том, что вели­ чина подъема на Восточном Кавказе в четвертичное время достигала в отдельных случаях 4000 м.

Данные, полученные нами по Юго-Восточному Кавказу, свидетельствуют о том, что эти цифры слишком преувеличены. Расчеты показывают, что за четвертичный период наибольшее воздымание произошло в Кусарско-Дивичинском прогибе, вов­ леченном в поднятие с верхнего плиоцена, и в западной части Судурской зоны и составило величину порядка 1500—2000 ж (Б. А. Будагов, 1964, 1965, 1967). Во всех остальных частях исследуемой территории амплитуда подъема колеблется от

400 до 800 м.

133

Рис. 17. Карта [геотектонических деформаций азербайджанской части Большого Кавказа в изобазах (с мэотиса):

Суммарная амплитуда вертикальной составляющей новейших тег гоыггегкнх движений 1—изолинии величин поднятий, м; 2—изолинии величин опусканий, м\ 3—

наиболее крупные разрывные нарушения, установленные на поверхности; 4 —п к ■оьпчеемге пс кроны;

Типы новейших структур

.5—область свободового поднятия; 6—область складчато-глыбовых подня­ тий; 7—область складчатых поднятий; 8—область куполовидно-прерывистых поднятий;

Внутригорные котловины и прогибы 9 —унаследованные; 10—наложенные;

Эпицентры землетрясений

И —VII-балльные; 12—VIII-балльные; 13—1Х-балльные; Грязевые вулканы

14—граница распространения грязевых вулканов; 15—граница наиболее ин­ тенсивных проявлений грязевых вулканов; 16—некоторые из конусов и грифонов грязевых вулканов;

Термальные источники 17—выходы термальных вод;

134

Данные многих исследователей Большого Кавказа (Н. В. Думитрашко, 1964; Н. И. Николаев, 1962; В. Е. Хайн, 1965; Е. Е. Милановский, 1965; М. А. Мусеибов, 1963; И. Н. Сафро­ нов, 1964; Е. Н. Астахов, 1963; Б. А. Будагов, 1958, 1964 и др.)

не позволяют говорить о высоком темпе поднятий; за четвер­ тичный период не превышало 400 м. А если учесть интенсив­ ное поднятие в осевой полосе мегантиклинория Большого Кавказа, эта цифра увеличивается максимум до 700—900 м (И. Н. Сафронов, 1964).

В оценке амплитуды воздымания Е. М. Щербакова (1965 пошла еще дальше. Допуская «гляциально-нивальный гене­ зис» молодых поверхностей выравнивания в высоких горах и оперируя данными о глубинах вреза в троговые долины, она приходит к заключению, что с начала позднеплиоценового оледенения (за 60 000 лет) поднятие достигало 1100—1300 м. При этом максимальная скорость новейших тектонических поднятий составляла 1,5 см в год, придерживаясь тем самым тенденции омолаживания рельефа гор (Большой Кавказ).

По нашим данным, такая оценка неотектонических подня­ тий за позднеплейстоценовое время абсолютно не соответству­ ет действительности. Во-первых, потому, что поверхность выравнивания в высоких горах образована не гляциально-ни- вальными, а эрозионно-денудационными и отчасти абразион­ ными процессами. Причем поверхности выравнивания образо­ вались в низовом положении. Это подтверждается верхнесар-- матской фауной, найденной нами на Шахюрдской поверхности выравнивания (3500—3600 м) (Б. А. Будагов, 1964, 1966).

Во-вторых, инвалыю-гляциальные процессы могут образовать отдельные небольшие выровненные участки в высоких горах, а не обширные пространства поверхностей выравниваний, встречаемых во всех участках высоких гор и даже там, где за позднеплиоценовое время не имело место оледенение.

Неотектоническое районирование

Азербайджанская часть Большого Кавказа охватывает ряд тектонических зон первого порядка, в пределах которых на­ блюдаются структуры более низкого порядка. По истории

Районы деформированных поверхностей выравнивания

—нижнесреднеплиоценовые; 19—верхнеплиоцен-четвертичные; 20—на­ правление деформаций поверхностей;

Формации и фации

2/—морских верхнесарматских (Mi3) ; 22—морских, нижнеплиоценовых (РЙР); 23—морских среднеплиоценовых (Р12Рг); 24—морских, верхне­ плиоценовых (Р13ак); 25—континентально-морских средневерхнечет­ вертичных; 26—морских верхнеплиоцен-четвертичных; 27—континентальных верхнеплиоцен-нижнечетвертичных; 28—континентальных, средневерхнечет­

вертичных.

135

развития и темпу движений они резко отличаются друг от друга. Поэтому мы (Б. А. Будагов, 1969 б) при районировании новейших тектонических движений рассматриваем Кавказ как единую неотектоническую структуру, входящую в систему Альпийской складчатой зоны. В пределах неотектонической страны мы вслед за Е. Е. Милановским (1964, 1968) выделяем тектонические структуры первого порядка, которые по началу, залежения и дальнейшему тектоническому развитию заметно отличаются друг от друга, создавая значительный контраст в рельефе. Такие неотектонические единицы мы называем об­ ластями, к числу которых в пределах исследуемой территории следует отнести Терско-Кусарский альпийский краевой (пере­ довой) прогиб, сводово-глыбовое поднятие Большого Кавказа и Куринский межгорный прогиб (рис. 18а, табл. 4).

В свою очередь области делятся на подобласти. Послед­ ние характеризуются своеобразием своего развития в течение неотектонического этапа. В частности, в пределах первой об­ ласти выделяется подобласть Кусарской наклонной равнины, в пределах второй области две подобласти: а) юго-восточный сегмент Большого Кавказа и б) переклинальное погружение

136

■отложений, дислоцирован слабее, чем нижний структурный этаж.

В подобласти юго-восточного сегмента Большого Кавказа, унаследованного от ранее заложенных тектонических элемен-

Рис. 19. Схема новейшего тектонического поднятия та верхнеапшерон-четвертичный период в районе Кусарских наклонных равнин (составил Б. А. Будагов, 1966) 1—доверхнеапшсронское поднятие; 2—верхпеапшерон- нижнебакинское поднятие; 3 — четвертичное поднятие; 4—эрозионные врезы: а) верхнеапшеронский, б) четвер­

тичный.

тов, выделяется три района; Тфанский, Ниалдагский и Шахдагский. Первый из них находится в осевой полосе мегантиклинория Большого Кавказа, где за неотектоническое время максимальное воздымание достигало 3600 м. Аналогичное под­ нятие имело место и в пределах Шахдагского района. Подня­ тие в пределах Ниалдагского района в течение плиоцен-чет- вертичного отрезка времени заметно отставало; максимальное поднятие здесь не превышает 2000 м. Движение в пределах данного района носит явно дифференцированный характер. На фоне интенсивно поднимающихся Ниалдагской и Ковдаг-

•ской морфоструктур выделяется Лагичская морфоструктура относительного погружения. Последняя за неотектоническое время уступала им в величине воздымания на 600—800 м.

К юго-востоку от сводово-глыбового поднятия Большого Кавказа, в подобласти переклинального его погружения рас­

139